Download Bol. 2: Convección Atmosférica y Nubes

Temperatura Potencial
 1000 

θ = T 
 p 
R
cp
Cambios de estado
Humedad
• Humedad:cantidad de vapor de agua en el aire.
• Humedad Absoluta: masa de vapor de agua en la
unidad de volumen de aire.
AH =
Masadevapor
volumendeaire
• Humedad Específica(q): masa de vapor de agua
comparada con la masa total.
HS (q ) =
masa vapordeagua
masatotal
• Relación de Mezcla: masa de vapor de agua
comparada con la masa del resto de la parcela.
w=
masa vapor de agua
masa de aire sec o
Presión de vapor de saturación
Cuando la presión de vapor (e) va aumentando hasta que
alcanza un punto en que la taza de evaporación es igual
a la taza de condensación, se dice que el aire está
saturado respecto al agua a una cierta T y una es, que
es la presión de vapor de saturación.
Saturado
SobreSatur
ado
NO Saturado
• La es aumenta al
aumentar la T.
• “Aire cálido puede
contener mas agua que
el aire frío.
• La ecuación de ClausiusClapeyron describe la
relación entre T y es:
es Lv  1 1 
Ln
=
− 

eso Rv  T 0 T 
Lv= calor latente de vaporizaciòn = 2,5 * 106 J/kg
Rv= Cte para el vapor de agua= 461,5 J/kg ºK
T0 = 273 ºK
es0=saturaciòn en T0 (6,11hPa)
Por debajo de los 273 ºK la es es mayor sobre el líquido que
sobre el hielo
Humedad Relativa (HR)
•
•
•
•
•
Descripción: cuán cerca esta
el aire de saturarse.
Definición:
w
HR =
ws
HR=100% : aire esta saturado.
(nubes, niebla, precipitación)
HR<100% :aire no saturado.
HR>100% :aire
sobresaturado- aire limpio sin
nucleos de condensación
(raro!!)
e
HR = × 100%
es
Variación de q con la latitud.
masa vapor agua
q=
masa total
SH
Punto de Rocío (Td)
• La temperatura a la cuál se debe enfriar el aire
con P=cte, para que ocurra la saturación.
• La Td es una medida del
contenido de vapor de agua
en la atm.
saturated
Supersaturated
unsaturated
Rocío, Helada y Niebla
Dew, Frost and Fog
Condensación
• Al enfriarse el aire, primero
se satura y luego se
sobresatura ->
condensacion/deposicion
• Condensacion requiere
ciertas condiciones
saturated
– superficie (rocìo, helada)
– nucleos (niebla, nubes)
• Clasificacion de nucleos de
condensacion:
– tamaño
– propiedades
• hygroscopicos:
condensacion HR<100%
• hydrofobicos: condensacion a
HR>100%.
Supersaturated
unsaturated
Rocío
• Condensación de vapor de agua sobre superficie
fría.
• Usualmente se forma a nivel de superficie (aire más
frío).
• Escarcha: T del aire baja a <0º después que se formo
el rocío
• Condiciones Atmosféricas: noches claras y calmas.
– Noche clara: La superficie emite radiación IR al
espacio. No hay nubes que absorban y reiradien
la energía IR.
– Calma (sin viento): El viento aumenta la
evaporación e inhibe la condensación. También
aumenta la mezcla, por lo que en ausencia de
viento, la superficie se enfría más.
Heladas
• Deposición(sublimación) de vapor de agua sobre
superficies frías.
• Condiciones Atmosféricas: noches frías,claras y
calmas.
– Claro: Sin nubes
– Frío: La T del suelo < 0º C.
– Calmo : Sin viento.
Formacion de Nubes
Las nubes se forman cuando el aire
asciende, se expande y se enfría.
La mayoría de las nubes se forman
debido a:
1) Calentamiento en superficie y libre
convección.
2) Ascenso de aire sobre la topografía
(ej. Montañas)
3) Ascenso generalizado de aire
debido a convergencia en
superficie.
4) Ascensos a lo largo de los frentes
Precipitación: proceso de crecimiento
de gotas
• Nucleación homogénea:
ocurre por supersaturación
del aire (poco frecuente!!)
• Nucleación heterogénea:
la condensación se realiza
sobre núcleos de
condensación:
• Los núcleos de
condensación se clasifican
en:
a) higroscópicos
b) neutros
c) hidrófobos
Clasificación por Tamaño
1) Núcleos de Aitken,
con radios entre 5.10-3 y
2.l0-1μ
2) Núcleos Grandes,
con radios entra 0.2 y l μ
3) Núcleos Gigantes,
con radios mayores que 1 μ
Nucleación Homogenea
•
Hasta aquí vimos el
crecimiento de una gotícula.
•
La velocidad de crecimiento de
cada una de las gotitas
depende no solamente de las
fuerzas de tensión superficial y
de la humedad del aire, sino
también del grado de
transferencia del vapor de
agua en la dirección de la
gotita y del calor de
.
condensación desde la gotita
•Al considerar una población de gotitas el problema es mas complicado, porque las
gotitas compiten por el vapor de agua disponible. Su velocidad de crecimiento
dependerá de la concentración, tamaño y naturaleza del núcleo, de la velocidad de
enfriamiento del área (el cual controla su tamaño y supersaturación) y de la
magnitud o intensidad de los movimientos turbulentos en la nube
Proceso de colisióncoalescencia (nubes
cálidas)
• En nubes cálidas
(topes a T= -15ºC),
compuestas por gotas
de diferentes
tamaños, las gotas
mas grandes caén a
una velocidad mayor
que las gotas más
pequeñas. Las gotas
mas pequeñas
algunas son
recolectadas en la
parte trasera de la
trayectoria de la gota
grande, otras son
capturadas
(coalescencia) en la
parte posterior de la
gota más grande.
Proceso de Bergeron (nubes frías)
Proceso de Bergeron (cristales de
hielo)
• Este proceso propone que en la
formación de lluvia coexisten cristales de
hielo y gotas líquidas.a T menores a que T
de engelamiento.
• Este proceso es extremadamente
importante en la formación de la
precipitación de latitudes medias y altas
donde los topes de las nubes exceden el
nievel de engelamiento ( nubes frías)
• En un ambiente saturado las
gotas de agua y los cristales de
hielo se encuentran en
equilibrio ( igual numero de
moleculas que dejan la
superficie (liquida o solida) que
las que retornan).
• El mayor numero de moléculas
de vapor cercanas a las gotas
indica que la presión de vapor
de saturación sobre el agua es
mayor que sobre el hielo
( Como habiamos visto con las
graficas de e, T)
• El mayor numero de
moleculas de vapor
de agua sobre la
gota causa que por
medio de
movimientos
difusivos se muevan
hacia el cristal de
hielo.
• De esta manera el
cristal de hielo crece
a expensas de la
gota de agua
Crecimiento de cristales de hielo
Acreción
Partículas secundarias
Agregación
Estabilidad Vertical
¿Porque se formó esta nube, si el cielo estaba claro
hacía 4 horas ?
Si desplazamos la parcela de aire de su altura original puede:
Volver a su altura original : ESTABLE
Continuar su movimiento debido a su empuje: INESTABLE
Mantenerse en el lugar que fue desplazada: NEUTRO
Concepto de equilibrio
Empuje
Empuje
• Una parcela asciende en la atmósfera cuando su
densidad es menor que la del entorno.
• Sea ρent la densidad del entorno. De la ecuación de
estado se obtiene que:
ρent = P/RTent
• Sea ρpar la densidad de la parcela de aire, entonces:
ρpar= P/RTpar
• Tanto la parcela como el entorno a la misma altura se
encuentran a la misma presión:
Cuando Tpar < Tent
ρpar> ρent


Cuando Tpar > Tent
ρpar< ρent
( a = ( Tpar-Tent / Tent ) g : aceleración por empuje)
• Gradiente térmico es la taza de
cambio de la T con la altura.
• Se definen 2 gradientes térmicos:
Gradiente del entorno (Γ)
Que se medirá por ej con los
sondeos
Gradiente de la Parcela
El cambio de T que
experimentaría una parcela cuando
es desplazada verticalmente.
Se asume que es un proceso
adiabático
Estabilidad y el Grad. Adiabático Seco
•
Estabilidad atmosférica
depende del grad T del
entorno.
Ascenso de una parcela NO
saturada.
•
dƟ/ dz > 0
dƟ/ dz = 0
dƟ/ dz < 0
ESTABLE
NEUTRO
INESTABLE
Si la parcela es:
Más cálida que el entorno,
entonces es menos densa y
la F de empuje la acelera
hacia arriba.
Mas fría que el entorno, es
menos densa y la F de
empuje es hacia abajo
Gradiente Adiabático Húmedo
•
L dws
Γm= Γd+
cp dz
Recordando que:
− g
Γd=
cp
•
Cuando la parcela se
satura, ocurre la
condensación. La
condensación
calienta la parcela
debido a la liberación
de calor latente,
entonces al
ascender una
parcela saturada se
enfríará menos.
(6ºC/Km
El gradiente
adiabático húmedo
(Γm) es menor que el
Grad seco
Inestable
Estable
Criterios de estabilidad:
• Si Γ > Γd :
ABSOLUTAMENTE
INESTABLE
• Si Γd>Γ>Γm :
CONDICIONALMENTE
INESTABLE
• Si Γ<Γm :
ABSOLUTAMENTE
ESTABLE
Clasificación de nubes